第一章 緒論
1.1 研究動機與目的
台灣位處菲律賓海板塊與歐亞大陸板塊碰撞的交界帶上(圖 1-1)，受到板塊 間相互擠壓作用之影響下，產生了許多複雜的構造，特別是處於板塊縫合帶之花 東縱谷，其地下構造更為複雜，至今仍未非常清楚。Allen(1962)利用目前斷層的 活動表現在極高的地震頻度、具有許多具有歷史性的大地震、以及切過谷地沖積 物的斷層崖等各種證據，認為花東縱谷裂開的主因為斷層作用。畢慶昌(1965)推 測本縱谷既是一個裂谷，也是一個對衝斷層谷(ramp valley)，谷地兩側皆以高角 度上衝斷層為界，這些上衝斷層通常兼有左移走向斷裂的特性，位於縱谷東側之 向東傾斜的斷層稱為海岸山脈斷層，而縱谷 西側向西傾的斷層稱則為中央山 脈斷層。
海岸山脈斷層發生移動的一項有利證據，來自民國四十年十月二十二日及十 一月二十五日的大地震，每次都產生地面斷層之活動紀錄(徐鐵良，1962)。其斷 層特性主要是向東傾斜的上衝斷層，並有左移的走向滑動；而且在花蓮與臺東之 間，沿著海岸山脈斷層線有許多小的斷崖可連成一線(徐鐵良，1976)，這也是海 岸山脈斷層發生移動的另一項證明。反之，中央山脈斷層的存在與否，則成為地 質和地球物理界之人員爭論中的一個問題，仍尚待更多的調查和勘測研究之。
在中央山脈斷層的西側，即為中央山脈東翼地質區，從早期的研究中可以辨 認出兩個主要的變質帶或岩相構造帶，即為被一條縱長的斷層所分隔的太魯閣帶 及玉里帶(顏滄波，1963)，這個斷層在以往被稱為壽豐斷層。但在現有的文獻中，
無人能指出這一個層的確實位置、性質以及延展情況，故至今兩變質帶之間的縱 長構造線尚未清楚的加以說明或認定(何春蓀，1986)。
由於台灣侵蝕率極高再加上冲積層的覆蓋，使得斷層與地表的接觸面很難被 直接觀察到(徐鐵良，1976；岳克，1976)。就算有可以直接從地表觀察到的斷層 崖或其他斷層的證據，也因為過於分散且受到切蝕，也無法從而得知足夠資料。
因此關於花東縱谷的斷層構造的性質一直存在著不同的說法(何春蓀，1986)。
由於海岸山脈斷層、中央山脈斷層、壽豐斷層位於地表的露頭不容易被發 現，所以很難直接觀察到岩層的出露。因此為了建立一個合理斷層的地下構造，
中央研究院地球科學研究所曾於 2003 年 8 月至 2004 年 4 月，在花東設置了一個 臨時的線形地震觀測陣列，共包含 15 個地震測站。因為台灣的主要斷層構造多 呈 NNE-SSW 走向，故本研究的地震陣列以東西向的方式排列，配合中央氣象局 在全台設置的 72 個短週期地震站(圖 1-2)之地震定位資料，利用位於觀測陣列及 其延伸線上的天然地震，選取具有清晰的折射波相的地震記錄，利用波線追跡 法，以正演(forward)的方式期望能建立一個合理的花東縱谷地下二維速度模型。
1.2 前人研究回顧
在利用地震資料的研究上，Tsai et al. (1981)首次針對花東縱谷以東的地區提 出了簡單的一維速度構造，其中包含了一個很薄且低速度的上部地殼(4 公里、
3.6km/s)，其下部地殼(19 公里、6.7km/sec)，至於莫荷面下上地函最上部之速度 則較高，基本上與一般海洋性岩石圏類似(8.1km/s)。
Rau and Wu(1995)使用地震層析成像法(tomography)，分析中央氣象局全省地 震網(Central Weather Bureau Seismic Network)的觀測資料，指出在 C-C＇ 剖面和 D-D＇剖面(圖 1-3、圖 1-4)，中央山脈東翼底下 20 公里淺的高速帶可能是海洋
板塊的一部份。而在 C-C＇和 D-D＇兩剖面下 7.5km/sec 的等值線大約可達 55-65 公里。
1995 年尤英號海洋研究船在台灣東部海域進行「台灣隱沒-碰撞帶深部震測 計劃(TAICRUST project)」(Liu et al., 1998)，利用寬角震測剖面的反射及折射資 料，來探討台灣造山帶的地殼構造側向變化的情況(Shih et al., 1998)，其中橫公 路之地殼厚度變化(圖 1-5)，在台灣中央山脈下方至少有 40 公里，向東則快速減 少到琉球島弧的弧前盆地(和平海盆)之下已降為 26 公里。
Yeh et al. (1997)利用最新一代的移動式數位地震網(Portable Array for
Numerical Data Acquisition Ⅱ；PANDA Ⅱ)，於花蓮地區進行為期二年的觀測實 驗(1993 年 7 月至 1995 年 9 月)。利用這個實驗所收集的資料，反演該地區之三 維速度構造(Lin et al. 1988)，結果顯示在中央山脈東側至與台東縱谷的交界帶下 方有高速度異常，而在花東縱谷及海岸山脈下方則有相對的低速度異常，這兩 個速度異常的分界大約位於花東縱谷的西側，深度從 10 公里至 40 公里深，並 以高角度向東傾斜(圖 1-6)。
此外，Kim et al. (2005)利用包含中央氣象局地震觀測網(CWBSN)、移動式數 位地震網(Portable Array for Numerical Data Acquisition；PANDA)以及 PANDA Ⅱ 的地震觀測資料。使用地震層析成像法得到台灣地區三維速度模型(圖 1-7)，指 出在中央山脈下有明顯低速度區，表示地殼有增厚的現象，P 波速度 7.8km/sec 的等值線深達 55~60 公里，且在花東縱谷下方存在一高速區域(>7.5km/sec)，深 度大約在 15 公里左右，極有可能是海洋板塊的上部地函。
1.3 研究區域地質概況
1.3.1 中央山脈東區
此地質區主要由先第三紀的變質雜岩系(何春蓀，1986)，基性到超基性火成 岩岩塊零星分布於變質岩中，多數可以代表其來自海洋地殼的岩石。在變質雜岩 系內又可以分為東西兩個變質帶(顏滄波，1963)：東帶名為玉里帶，以黑色片岩 為主，也含有少量的綠色片岩，原來的岩石以略含炭質的頁岩和少量砂岩為主。
西帶名為太魯閣帶，占本變質岩系的大部份，由綠色片岩、矽質片岩、黑色片岩、
變質石灰岩和片麻岩等各種變質岩類所組成，本帶所含的變質石灰岩和片麻岩是 東帶所没有的。本帶原來没有變質以前的岩石很複雜，有基性火山岩及火山碎屑 岩，和名種不同的沉積岩包括粉砂岩、砂岩、頁岩、以及石灰岩等，並有酸性岩 漿的侵入。根據最新的板塊溝造學說這兩個變質帶可能代表臺灣中生代時發生的 板塊互撞而成的弧溝系統。玉里帶代表含有多量火山物質的海溝泥質沉積物，現 在是位於隱没帶中的混同層雜岩系。太魯閣帶代表古亞洲大陸的邊緣，後來經板 塊互撞作用變為一個火山弧或岩漿弧。
1.3.2 花東縱谷
位於臺灣東部花蓮與臺東之間的一個狹長谷地分隔了中央山脈地質區和海 岸山脈地質區，長度約一百五十公里，寛度在三到六公里之間，平均約四公里。
就板塊構造運動而言，這個谷地是在其西側的歐亞大陸板塊與在其東側的菲律賓 海板塊中的呂宋島弧相碰撞後的縫合線(何春蓀，1986)。。花東縱谷的特性有成 直線形、成狹隘的谷地、地形起伏很小、水系奇特、及地震的高頻率等，這些現 象顯示這個縱谷與構造有密切的關係(徐鐵良，1976；岳克，1976)。另外一個特 性是縱谷含有相當厚度的沖積物，並且兩側為一系列的沖積扇所圍繞，這些沖積
扇的形成大部份來自中央山脈下來的河川。這些特殊的地形景觀可以由地質圖、
航照圖或衛星影像圖清晰的顯示出來(何春蓀，1986)。
1.3.3 海岸山脈
介於花東縱谷與臺灣的東部海岸之間，長約一百三十五公里，寬度介於三至 十公里。主要由新第三紀地層所組成，但是沉積物的地質環境和西部麓山區者完 全不同，所以岩性也大不相同。本區內地層以火山岩、含有火山地質的沉積岩、
濁流作用造成的碎屑沉積岩、和混雜無層理的混同層為其代表(何春蓀，1986)。
從盛行的板塊構造理論來說，海岸山脈代表位於菲賓海板塊最西端的一個火 山岩漿弧，即呂宋島弧的一部分，海岸山脈乃被認為是呂宋島弧和呂宋海槽北延 的部分(畢慶昌，1972；Bowin et al.，1978；紀文榮等人，1981)。
圖 1-1 台灣及其鄰近地區的板塊構造模式 (摘自何春蓀，1986)。
圖 1-2 全台灣的 CWBSN 測站位置及測站名稱。
(a)
(b)
圖
測站和地震等。(b) 三維格點及地震分布。
1-3 Rau and Wu (1995) 利用地震層析成像法時所使用：(a) 格點、
(a)
(b)
圖 1-4 Rau and Wu (1995) 利用地震層析成像法得到之三維速度模型。(a) C-C＇
所做出的 P 波速度剖面及其 Spread function。(b) D-D＇ 所做出的 P 波速度 剖面及其 Spread function。
(a)
(b)
圖 1-5 利用寬角震測剖面的反射及折射資料來探討從琉球過渡到台灣造山帶的 地殼構造側向變化的情況。(摘自 Shih et al., 1998)(a) 中橫公路測線炸點 (花蓮外海實線)與測點(台灣島內實線)分布圖。(b) 延著臺灣造山帶和琉 球隱没系統最西部份的 Moho 深度變化。
(a)
(b)
圖 1-6 花蓮地區三維 P 波速度模型(摘自 Lin et al., 1998)。
圖 1-7 Kim et al. (2005)利用地震層析成像法得出台灣地區三維速度模型。
